4.6.2. Основні характеристики стоку

Характеристика річкового стоку– це кількісна оцінка величин річкового стоку. Кількісними оцінками величин річкового стоку є витрата води, об’єм, модуль, шар стоку.

Витрата води – це кількість води, що протікає через живий переріз за одиницю часу і може бути визначена за формулою:

Q = V_сер.·, м³/с,

де V_сер.– середня швидкість течії для всього живого перерізу, м/с;

 – площа живого перерізу в м³, яка визначається промірами глибин русла за поперечним створом.

Об’єм стоку – це об’єм води, що стікає з водозбору за певний проміжок часу (рік, місяць, добу); м³:

W = Q T,

де Т – кількість секунд за добу 86400, за рік 31,54 х 10⁶ с.

Модуль стоку – це кількість води, що стікає з одиниці площі водозбору (1км²) за одиницю часу (1 с) і визначається за такою формулою:

М = Q 10³/ F, л /с· км²,

де F – площа басейну, км²;

Q – середня витрата води, м³/с;

10³– переведення м³/с у літри.

Шар стоку – це кількість води, що стікає з водозбору за певний проміжок часу, подана у вигляді товщини шару, рівномірно розподіленого на площі цього водозбору. Визначається за такою формулою:

у = W ·10³/ F ·10⁶, мм,

де 10³– переведення м у мм; 10⁶– переведення км²у м².

Коефіцієнт стоку () – це відношення величин стоку (у) до кількості опадів (х), що випали на площу водозбору та спричиняють виникнення стоку:

 = у/х.

Це безрозмірна величина і дорівнює нулю або більша за нього, але менша одиниці.

Найбільш характерною особливістю розподілу середнього багаторічного шару стоку по території СНД є: 1) широтна зональність, особливо добре виражена вона в рівнинних областях СНД і проявляється в закономірному зменшені шару стоку з півночі на південь; 2) зменшення величини стоку з віддаленням від джерел вологи – від Атлантичного океану, а на Далекому Сході –від Тихого, і проявляється це зменшення стоку із заходу на схід на значній території та в збільшенні стоку у приморських районах Далекого Сходу; 3) збільшення стоку в гірських і передгірських районах, наприклад, до 1000 мм в Карпатах.

4.7. Рух води в річках

Вода в річках рухається (тече) під дією сили ваги. Швидкість течії залежить від співвідношення між величиною складової сили ваги, паралельної лінії поздовжнього похилу і сили опору, який виникає в потоці в результаті тертя маси води, що рухається, об дно і береги потоку. Величина поздовжньої сили ваги залежить від похилу русла, а сила опору – від ступеня шорсткості русла. Якщо сила опору дорівнює рушійній силі, то рух води стає рівномірним. Якщо ж рушійна сила більша від сили опору, рух набуває прискорення, при оберненому співвідношенні цих сил рух сповільнюється. У природі існує два види руху води – ламінарний і турбулентний.

Ламінарний рух– це паралельноструменястий рух. Кожна частинка води при цьому русі переміщується паралельно руху всієї маси рідини. Швидкість біля дна дорівнює нулю, а максимальна швидкість – на поверхні води. Ламінарний рух властивий переважно підземним водам.

У природних потоках спостерігається майже виключно турбулентний (вихровий) рух. Турбулентний рух– це рух, у якому частинки рідини, здійснюючи переміщення в напрямку течії всього потоку, одночасно здійснюють відхилення від нього за складними скривленими траєкторіями. При цьому русі швидкість збільшується вверх від дна спочатку дуже швидко, а далі наростає повільніше.

Турбулентний характер руху води в річках зумовлює перемішування водної маси. Інтенсивність перемішування зростає із збільшенням швидкості течії. Завдяки перемішуванню вирівнюється температура води по живому перерізу, і тим самим уповільнюється замерзання річок порівняно з замерзанням озер.

Швидкості течії води в річках неоднакові в різних точках потоку. Вони змінюються і залежно від глибини і від ширини річки. За глибиноюнайменші швидкості спостерігаються коло дна під впливом шорсткості русла. Від дна до поверхні швидкості спочатку збільшуються досить швидко, а потім сповільнюються і біля поверхні для відкритих потоків досягають максимуму (рис. 12 а).

На розподіл швидкості по вертикалівеликий вплив чинять нерівності в рельєфі дна, льодовий покрив, швидкість і напрямок вітру та водна рослинність. При наявності на дні перепон (валунів, підвищень тощо) швидкості потоку поволі зростають від дна до верху перепони, а потім різко збільшуються. При підході від плеса до перекату максимум швидкостей все більше віддаляється від поверхні, а після перекату знову наближається до неї.

За наявності льодового покриву розподіл швидкостей по глибині має особливий характер. На початку льодоутворення, коли нижня поверхня льоду нерівна, шорсткість її значна, максимум швидкості наближається до дна (рис. 12).

При найбільш закономірному розподілі швидкості течії по вертикалі річкового потоку епюра вертикального розподілу швидкостей має максимум на поверхні, швидкість, наближену до середньої по вертикалі, - на глибині 0.6 h

від поверхні і мінімум – біля дна (рис. 12).

Рис. 12. Вертикальний розподіл швидкості течії у річковому потоці:

а – типовий, б – під льодовим покривом, в – під шаром внутріводного льоду (шуги), г – при погожому і зустрічному вітрі, д – під впливом рослинності, е – під впливом нерівності дна; 1 – льодовий покрив, 2 – шар шуги, W – напрямок вітру, u _макс – максимальна швидкість течії, u – зворотна течія

На поверхні води швидкість найменша коло берегів, а найбільша в середній частині потоку. Якщо з’єднати плавною лінією точки на поверхні річки з найбільшою швидкістю, то така лінія називається стрижнем. Якщо по довжині потоку з’єднати всі точки окремих живих перерізів з максимальними швидкостями плавною лінією, одержимодинамічну вісьпотоку. Лінії однакових швидкостей течії –ізотахи(рис. 13).

Рис. 13. Ізотахи при вікритому руслі

Крива розподілу швидкості течії по вертикалі називається годографом або епюрою швидкостей.

Середня швидкість течії у поперечному перерізі V_сер(м/с) визначається за формулою: V_сер= Q/,

де Q – витрати води, м³/с;

 – площа перерізу (м²).

За відсутністі безпосередніх вимірів для обчислення середньої швидкості потоку використовують формулу Шезі:

V_сер= С √ RI або V_сер= С · √HI,

де R – гідравлічний радіус;

Н – середня глибина потоку;

І – похил водної поверхні на ділянці;

С – коефіцієнт, який залежить від шорсткості русла й величини гідравлічного радіуса. Для його визначення можна користуватися формулою Павловського:

С = R^у/n,

де n – коефіцієнт шорсткості; у – показник, який залежить від R і n. Показники визначаються за таблицями.

Відомо, що течія у рівнинних річок порівняно з гірськими більш спокійна. Русла рівнинних річок складені переважно глинистими і піщаними ґрунтами, а гірських завалені валунами, великим камінням.

Вимірюють швидкість течії річок за допомогою поплавків, гідрометричних млинків або інших приладів (рис. 14). Найпростіші поплавки роблять з дерева у вигляді кружків товщиною 5–10 см, діаметром 15–20 см. Якщо відома відстань Lміж створами, яку пройшов поплавок, і знати час t, за який поплавок пройшов цю відстань, то поверхнева швидкість течії буде дорівнювати:

V= L/t(м/с).

Рис. 14. Гідрометричний млинок

Точніше швидкість течії вимірюють за допомогою гідрометричного млинка, який під час вимірювання швидкості на штанзі або на тросі спускають у воду на потрібну глибину так, щоб лопаті його стояли проти течії. Під впливом течії лопаті обертаються: чим більша швидкість, тим швидше. Через певну кількість обертів лопатей гідрометричного млинка N (через 20, 50) подається світловий або звуковий сигнал. За часом між двома сигналами tвизначається кількість обертів за секунду: n= N/t. Швидкість гідрометричним млинком вимірюють на кількох вертикалях і в кількох точках на кожній з них.